Geologie und Geomorphologie Südtirols 1.1

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Geologie und 

Geomorphologie Südtirols 

Volkmar Mair 

Geologia e geomorfologia del Sudtirolo 

L’Alto Adige consiste di diverse unità geologiche e tipi di rocca formatisi 

dal paleozoico ai giorni nostri. Il suo territorio può essere suddiviso in tre 

unità tettoniche principali: il Sudalpino, l’Austroalpino e la “Finestra degli 

Alti Tauri”. 

Il basamento metamorfico sudalpino è formato prevalentemente da fil- 

ladi quarzifere pre-paleozoiche. All’incirca 290 millioni di anni fa ebbe ini- 

zio un’estesa attività magmatica durante la quale una parte del materiale 

fuso si solidificò nella crosta terrestre a profondità di circa 10 km formando 

diversi corpi granitici (ad es. il granito di Bressanone), mentre la parte ri- 

manente raggiunse la superficie coprendo vaste aree con colate laviche e 

rocce piroclastiche e dando origine ai “porfidi quarziferi di Bolzano” che ora 

vengono raggruppati nel cosiddetto “Gruppo Vulcanico Atesino”. Le rocce 

sedimentarie che formano il magnifico paesaggio delle Dolomiti iniziarono 

invece a depositarsi all’inizio del Mesozoico. 

Il basamento austroalpino appartiene alla placca africana ed è costituito 

da varie unità tettoniche, dette falde, che si distinguono in base alla loro 

storia metamorfica differente. Le coperture sedimentarie mesozoiche delle 

falde estese invece affiorano solo in aree ristrette. 

La “Finestra degli Alti Tauri” rappresenta una porzione della crosta euro- 

pea che in quest’area della catena alpina affiora in superficie in mezzo alle 

falde austroalpine.Quest’unità è costituita dal basamento metamorfico ed il 

cosiddetto gneiss centrale,coperti da rocce scistose provenienti dal margine 

continentale e dal fondo dell’antico oceano pennidico. 

Circa 32 millioni di anni fa, dopo la collisione della placca africana con 

quella europea, materiali fusi tonalitici penetrarono nella crosta solidifican- 

dosi e dando così origine ad es.ai plutoni delle Vedrette di Ries e del Rensen. 

Il modellamento del paesaggio più recente si è verificato nel corso delle 

ere glaciali, con l’ultimo picco massimo di glaciazione appena 20.000 anni 

fa. Ma ancora oggi il paesaggio è in costante mutamento per effetto del sol- 

levamento e dell’erosione continua della catena alpina. 

südtirolbuch.indb 36 11/04/10 09:17

Eine Landschaft der Kontraste 

Südtirol umfasst ein landschaftlich und geologisch ein- 

maliges Gebiet von gerade einmal 7400 km 2 .Dabei ergeben 

sich Höhenunterschiede von über 3000 mauf wenigen km 

Horizontaldistanz. Dies erlaubt einen einzigartigen dreidi- 

mensionalen Einblick in den geologischen Aufbau des Ge- 

birges.Zudem liegt dieses Areal direkt in der „Knautschzone“ 

zwischen zwei Kontinentalplatten, der europäischen und der 

afrikanischen (adriatischen). Nirgendwo sonst auf der Erde 

finden sich soviele Gesteine mit unterschiedlicher Zusam- 

mensetzung und Entstehung so eng nebeneinander. Kont- 

raste prägen das Landschaftsbild. Tief eingeschnittene,weite 

Täler trennen uralte Kristallinstöcke wie das Ortler- vom Ötz- 

tal-Stubaikristallin, die steilen Berge der Texelgruppe vonden 

Plateaus der Bozner Porphyre, die dunklen Gipfel des Anthol- 

zer Kristallins von den hellen Graten der Dolomiten. Weite 

grüne Hochflächen der Seiser Alm erstrecken sich zwischen 

den schroffen weißen Überresten uralter Korallenriffe. 

Die imposante Landschaft verleitet uns zu glauben, so 

ist diese Welt seit Jahrtausenden – wenn nicht gar noch 

länger – und so müsste sie bleiben. Doch dem ist nicht so. 

Die heutige Landschaft ist nur eine Momentaufnahme in 

einem Millionen Jahre alten Wechselspiel von Entstehung, 

Umwandlung und Abtragung der Erdoberfläche und der Ge- 

steine, die sie aufbauen. Sie ist gezeichnet von Kräften des 

Erdinneren, welche Gebirge auftürmen, Gesteine umwan- 

deln, neue Gesteine bilden und äußeren Kräften, die an den 

Gebirgen nagen, Gesteine in kleinste Fragmente zerlegen, an 

weit entfernte Orte transportieren und dort ablagern. 

Der geologische Aufbau Südtirols ist recht kompliziert 

und keineswegs in allen Details geklärt. Gesteine mit unter- 

schiedlicher Entstehung, Alter und Geschichte finden sich 

heute neben- und übereinander. Gesteine, entstanden aus 

Schmelzen, die mit Vulkanausbrüchen an die Erdoberfläche 

gelangten, finden sich neben solchen, die in etwa 12 km Tiefe 

stecken blieben und dort erstarrten. Gesteine,die vor 200 Mio. 

Jahren in einem tropischen Meer abgelagert wurden, liegen 

über solchen, die bereits vor über 500 Mio. Jahren an einem 

Ozeanboden abgelagert und später während verschiedener 

Gebirgsbildungsphasen umgewandelt wurden. 

Eine geologische Schlüsselstelle der Alpen 

Ein Blick auf die geologische Karte Südtirols (siehe 

Abb. 1) gibt Aufschluss über die großen geologischen Ein- 

heiten und Gesteinsformationen, die das Land aufbauen. 

Das Land ist geologisch dreigeteilt durch große tektonische 

Störungszonen, die das Südalpin vom Ostalpin und dieses 

wiederum von den Gesteinen des Tauernfensters trennen. 

Im Bereich von Sterzing nähern sich alle drei Einheiten auf 

wenige Kilometer. 

Die markanteste Störungszone der Alpen verläuft vom 

Tonalepass kommend in nordöstliche Richtung über Meran 

Landschaft zwischen Genese und Gefährdung 

Geologie und Geomorphologie Südtirols | Volkmar Mair 

bis nach Mauls (südöstlich von Sterzing) und dann in östli- 

che Richtung weiter durch das Pustertal. Diese von den Geo- 

logen als periadriatisches Lineament, in ihrem westlichen 

Teil auch als Judikarien-Linie bezeichnete Naht, trennt das 

Ostalpin von den Gesteinen des Südalpins. Nicht weniger 

spektakulär, aber über weite Strecken einfach schlechter 

zugänglich, ist die tektonische Grenze, welche das Tauern- 

fenster vom Ostalpin trennt. Die westliche Begrenzung wird 

„Brenner Abschiebung“ genannt und verläuft etwa parallel 

zum Wipptal von Innsbruck bis Freienfeld, wenig südlich 

von Sterzing. Von Freienfeld verläuft die Südgrenze des Tau- 

ernfensters ostwärts bis zum Klammljoch im hinteren Rain- 

tal. Dabei quert die Linie das Vallertal an der Fane Alm, das 

Pfunderertal bei Pfunders, das Lappachtal südlich von Un- 

terlappach und das Ahrntal bei Luttach. 

Das Südalpin 

Das Südalpin umfasst jenen Teil der Adriatischen Plat- 

te, welcher während der Kollision mit der europäischen 

Platte und der damit verbundenen Alpenfaltung immer zu- 

oberst lag. Die Gesteine wurden dabei zwar verfaltet und 

teilweise übereinander geschoben, aber nicht in die Tiefe 

versenkt und umgewandelt (metamorph). Sie zeigen daher 

ihren primären und zumeist gut erhaltenen Bestand an Mi- 

neralien, Fossilien und Strukturen. Das Südalpin besteht 

zum größten Teil aus Sedimentgesteinen, die das südalpi- 

ne Grundgebirge und, wo vorhanden, den Bozner Quarzpor- 

phyr überlagern. 

Das Grundgebirge 

Das südalpine Grundgebirge besteht zum Großteil aus 

dem Brixner Quarzphyllit, einem über 500 Mio. Jahre alten 

Gestein, entstanden durch die Umwandlung (Metamorpho- 

se) von sandig-tonigen Sedimenten eines Meeresbeckens. 

Eingelagert in diese Gesteine finden sich geringmächtige 

Paragneise, Quarzite, Grünschiefer, Orthogneise (umgewan- 

delte granitische Tiefengesteine) und Metagabbros (umge- 

wandelte basaltische Tiefengesteine). Die Metamorphose 

wirdder variskischen Gebirgsbildung mit einem Höhepunkt 

vor etwa 330 bis 350 Mio. Jahren zugeschrieben. Das varis- 

kische Gebirge erstreckte sich über weite Teile Europas; 

dessen Gesteine sind heute noch von Spanien über Frank- 

reich und die Alpen bis nach Böhmen aufgeschlossen. Im 

südalpinen Grundgebirge östlich der Judikarien- Linie lässt 

sich eine Zonierung der Metamorphosetemperaturen nach- 

weisen: Von etwa 350° CimOsten und Südosten (Sexten, 

Agordo) steigen die Temperaturen an bis auf etwa 530° C 

im Nordwesten, im Bereich des Eisack- und Sarntales (Gufi- 

daun, Brixen, Aberstückl) (Ring &Richter 1994; Rofner et al. 

2007; Wyhlidal 2008). 37 

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0 50 Km 

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Bormio 

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Landeck 

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Reschen-Resia 

Weisskugel-Palla bianca 

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Ortler-Ortles 

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Adamello 

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Rabbi 

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Tione 

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Quartäre Ablagerung -Depositi quaternari 

Tertiäre Plutone -Plutoni terziari 

PENNINIKUM -PENNINICO 

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Schlanders-Silandro 

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Zuckerhütl 

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Meran-Merano 

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TRENTO 

Zona di Arosa (flysch cretacico-eocenici) -Arosa-Zone (Flysch Kreide-Eozän) 

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INNSBRUCK 

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BOZEN-BOLZANO 

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Eppan-Appiano 

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Tasna-Decke (Trias-Eozän inkl. Kristallin) -Falda di Tasna (dep. triassico-eocenici con basamento crist.) 

Bünderschiefer mit Ophiolithen -Calcescisti con ofioliti 

Matreier Schuppenzone -Zona ascaglie diMatrei 

Altes Dach und Untere Schieferhülle -Basamento cristallino erelative coperture 

Zentralgneis -Gneiss Centrale 

OSTALPIN -AUSTROALPINO 

Permomesozoische Sedimentabfolge -Sedimenti permo-mesozici 

Permische Plutone -Plutoni permiani 

Paläozoische Abfolge (Grauwackenzone) -Successione paleozoica 

Innsbrucker Quarzphyllit -Fillade quarzifera diInnsbruck 

Schneebergerzug -Complesso di Monteneve 

Niedriggradig metamorphes Grundgebirge -Basamento metamorfico di basso grado 

Mittel- und hochgradig metamorphes Grundgebirge -Basamento metamorfico di medio ed alto grado 

Abb. 1: Südtirol: die geologische Übersichtskarte. 

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Brenner-Brennero 

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Cavalese 

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Brixen-Bressanone 

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Borgo Valsugana 

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M. Marmolada 

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SÜDALPIN -SUDALPINO 

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Toblach-Dobbiaco 

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Cortina d'Ampezzo 

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BELLUNO 

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Großvenediger 

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Kretazische und paleogene Sedimentabfolge -Sedimenti cretacico-paleogenici 

Permo-jurassische Sedimentabfolge -Sedimenti permo-giurassici 

Triassische Vulkanite -Vulcaniti triassiche 

Triassische Plutone -Plutoni triassici 

Permische Vulkanite -Vulcaniti permiane 

Permische Plutone -Plutoni permiani 

Paläozoische Abfolge (Karnische Alpen) -Successione paleozoica (Alpi Carniche) 

Niedriggradig metamorphes Grundgebirge -Basamento metamorfico di basso grado 

Periadriatisches Lineament -Lineamento Periadriatico 

Störungen -Linee tettoniche 

Überschiebungen von Großeinheiten -Sovrascorrimenti tra unità principali - 

Überschiebungen von Teileinheiten -Sovrascorrimenti secondari 


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Der permische Magmatismus: 

Granite und Porphyre 

In das südalpine Grundgebirge sind vor 295 bis 275 Mio. 

Jahren Schmelzen mit granitischer bis granodioritischer Zu- 

sammensetzung eingedrungen und dort langsam auskris- 

tallisiert (Wyhlidal 2008; Thöny 2008). In etwa 10 km Tiefe 

bildeten sich die ausgedehnten Intrusivkörper des Brixner-, 

Ifinger-, Kreuzberg- und des Cima d’Asta-Granits. Dabei 

haben sie die umgebenden Gesteine mehr oder weniger 

intensiv kontaktmetamorph überprägt und zu Hornfelsen 

umgewandelt. Diese Granitintrusionen bilden einen weiten, 

offenen Ring um den „Bozner Quarzporphyr“ (Marocchi et al. 

2008). Im Bereich von Lüsen und Klausen finden sich kleine- 

re Intrusivkörper gleichen Alters,jedoch mit gabbroider bzw. 

dioritischer Zusammensetzung. Die sogenannten „Klauseni- 

te“ sind feinkörnige Diorite, die sich vom Eingang des Vill- 

nösstales über Klausen (Hügel von Säben) bis zur Villanderer 

Alm erstrecken. 

Das variskische Gebirge war bereits großteils abgetragen, 

als kurz nach dem Eindringen der ersten Schmelzen in die 

Erdkruste vor ca. 290 Mio. Jahren vulkanische Tätigkeit an 

der Erdoberfläche einsetzte (Marocchi et al. 2008; Visonà et 

al. 2007). 

Riesige Spalteneruptionen lieferten mächtige Lavaströ- 

me und zunehmend auch explosive Förderprodukte, die 

entweder auf den Quarzphylliten oder auf dem Abtragungs- 

schutt des variskischen Gebirges, dem sogenannten Waid- 

brucker Konglomerat abgelagert wurden. Je nach Tempera- 

tur und Gasgehalt der Schmelzen entstanden pyroklastische 

Brekzien mit Blöckenbis zu einem Meter Durchmesser sowie 

Lapilli- und Aschentuffe,die zumeist so heiß waren, dass sie 

zu Ignimbriten verschweißten. Mit zunehmender Magmen- 

förderung senkte sich das Vulkangebiet treppenförmig ein, 

wobei die nachfolgenden Förderprodukte diese Einsenkun- 

gen und Abtreppungen zumeist wieder plombierten: Es bil- 

dete sich eine Caldera (siehe Abb. 2). 

Die ovale CalderawirdimNordwesten vonder Judikarien- 

Linie,imSüden von der Valsugana- Linie begrenzt. Im Osten 

und Westen ist der Calderarand unter den auflagernden Se- 

dimenten verborgen. Etwa 2000 km² der bis zu 4kmmächti- 

gen und landläufig als „Bozner Quarzporphyr“ bezeichneten 

rötlichen Vulkangesteine sind aufgeschlossen. Sie werden 

heute zur sogenannten „Etschtaler Vulkanitgruppe“ zusam- 

mengefasst (Avanzini et al. 2007; Bargossi et al. 1999). 

Die Magmenförderung erfolgte nicht kontinuierlich son- 

dern in mehreren Schüben (Marocchi et al. 2008). Zwei mar- 

kante Caldereneinbrüche konnten nachgewiesen werden. 

Der erste große Einbruch erfolgte vor etwa 276 Mio. 

Jahren. Er lässt sich imEtschtal bei Terlan und Nals gut er- 

kennen, denn hier blieben Schmelzen in der Störungszone 

stecken und kristallisierten langsam aus. Esbildete sich der 

sogenannte Terlaner Subvulkanit. Zugleich kam es zu einem 

chemischen Sprung in der Magmenentwicklung. Während 

bis dahin vornehmlich Dazite und Rhyodazite gefördert wur- 

den, waren esabdiesem Zeitpunkt überwiegend Rhyolithe. 

Es folgte eine vulkanische Ruhephase vonetwa2Mio.Jahren: 

Die vulkanischen Gesteine verwitterten, wurden abgetragen 



und in Senken und Gräben abgelagert. In diesen fluvialen 

und lakustrinen Sedimenten der sogenannten Tregiovo- For- 

mation wurden Pflanzenreste insbesondere inkohlte Hölzer, 

Pollen aber auch Tetrapodenfährten gefunden. Der zweite 

markante Einbrucherfolgte vor274 Mio.Jahren. Er bildet den 

steilen Nordrand des Bozner Talkessels. Die typischen Intra- 

caldera-Ignimbrite mit den plattigen und säuligen Struktu- 

ren füllen das Einbruchsbecken zur Gänze aus.Etwa 800 Me- 

ter beträgt die Mächtigkeit der sogenannten Auer Formation, 

die im Etschtal, aber insbesondere imCembra Tal, abgebaut 

wird zur Herstellung von Platten und Würfeln. Der oberste 

Teil dieser Ignimbrite wurde weit über den Calderarand hi- 

nausgeschleudert und deckt die älteren Vulkanite und ver- 

schiedenen Sedimente der vorangegangenen Ruhephase ab. 

So abrupt wie der Vulkanismus eingesetzt hatte, so en- 

dete er nach etwa 15 Mio. Jahren wieder. Die vulkanischen 

Gesteine verwitterten, wurden abgetragen und von Bächen 

und Flüssen an anderer Stelle wieder in Form von Sand- und 

Tonsteinen der Gröden-Formation sedimentiert. Nun be- 

gann die Ablagerung jener komplexen Schichtfolge, welche 

die Dolomiten aufbaut. 

Die Sedimentabfolge der Dolomiten 

Die Sedimentgesteine, welche die Dolomiten aufbauen, 

wurden in einem Zeitraum von etwa 235 Mio. Jahren gebil- 

det (siehe Abb. 3). Die bunten Farben und unterschiedlichen 

Strukturen der Gesteine sind Ausdruck der wechselvollen 

Ablagerungsgeschichte, welche mit dem Grödner Sandstein 

vor ca. 270 Mio. Jahren begann und mit dem Parei Konglo- 

merat vor ca. 35 Mio. Jahren ihren Abschluss fand (Bosellini 

1998). 

Die intensiv roten Porphyre und die Sandsteine der Grö- 

den Formation entstanden am Festland in einem wüsten- 

haften Klima. Dies legt den Schluss nahe, dass die Geburts- 

stätte der Dolomiten in Breitengraden unweit des Äquators 

gelegen haben muss. Dafür sprechen auch paläomagneti- 

sche Untersuchungen und paläogeografische Rekonstruk- 

tionen (Bosellini 1998; Keim 2008; Muttoni et al. 2003). Im 

oberen Teil der Gröden Formation finden sich erste Hinweise 

auf marine Bildungsbedingungen: Langsam taucht die Erd- 

oberfläche ab, von Osten her dringt das Thethysmeer vor 

und überflutet weite Bereiche. 

In der Folge wurden in flachen Becken und Gezeiten- 

ebenen mächtige dunkle tonige Mergel und Kalke der Bel- 

lerophon Formation und die bunten Sedimente der Werfen 

Formation abgelagert. Die Sedimente sind gekennzeichnet 

durch das massenhafte Auftreten weniger aber charakteris- 

tischer Schnecken- und Muschelarten (Bellerophon-Schne- 

cke; Muscheln der Gattung Claraia). 

Vor etwa 245 Mio. Jahren (Mittel-Oberanis) setzten wie- 

derum tektonische Bewegungen ein. Sie führten dazu, dass 

der Bereich der westlichen Dolomiten aus dem Meer geho- 

ben wurde, verlandete und teilweise wieder abgetragen wur- 

de (Richthofen Konglomerat, Peres Formation), während der 

Bereich östlich des Gadertales stärker absank und somit die 

Sedimentation kontinuierlich fortgesetzt wurde. 39 



40 

Abb. 2: Schematischer Schnitt durch den Nordrand der Caldera von Bozen (aus Marocchi et al. 2008). 


Durch erneut einsetzende tektonische Bewegungen 

wurde das Gebiet der Dolomiten wiederum geflutet. In 

diesem tropischen Meer bildeten sich flache Meeresbuch- 

ten und tiefe Meeresarme (Buchenstein-, Wengen- und St. 

Cassian Formation) zwischen schroffen Korallenriffen (Sel- 

la, Schlern, Marmolada) heraus. Im oberen Ladin vor etwa 

238 Mio. Jahren wurden neuerlich Sedimente vom Festland 

eingeschwemmt, die Vulkaninseln von Predazzo und Mon- 

zoni aufgebaut und wieder abgetragen; Lavaergüsse füllten 

tiefe Meeresbecken (Padonkamm, Durontal, Puflatsch) auf 

und bedeckten an einigen Stellen sogar die Riffe (Schlern, 

Mendelkamm). Nach diesem geologisch kurzen „vulkani- 

schen Intermezzo“ setzten die Riffe ihr Wachstum fort bis in 

das Unterkarn (vor ca. 225 Mio. Jahren). 

Darüber folgen klastische Sedimente aus Sand-, Silt- 

und Tonsteinen sowie Konglomeraten, gut geschichteten 

Mergeln und mergeligen Dolomiten der Raibl Gruppe, wel- 

che nicht nur einen deutlichen Eintrag von terrestrischem 

Material, sondern eine Zäsur in der Entwicklung des The- 

thysmeeres markieren. 

Die darauf folgenden Ablagerungen von ausgedehnten 

Flachmeerbereichen und Gezeitenflächen eines tropischen 

Meeres bilden heute weit über 1000 Meter mächtige, gut ge- 

schichtete Gesteinsfolgen des Haupt- und Dachsteindolo- 

mits sowie der Graukalke. Darüber folgen wiederum bunte 

Mergel und Kalke der Kreidezeit, die in Tiefwasserbereichen 

abgelagert wurden und voller charakteristischer Fossilien 

(Ammoniten) sind (Ammonitico Rosso, Puez Mergel, Antruil- 

les Formation). 

Das heutige Bild der Dolomiten 

Für das heutige Bild der Dolomiten sind verschiede- 

ne Faktoren wesentlich: Zunächst spielt die kleinräumige 

Gliederung der Sedimentbereiche eine große Rolle. Durch 

tektonische Prozesse und damit auch unterschiedliche Mee- 

restiefen in geringer Horizontaldistanz werden ganz unter- 

schiedliche Sedimente abgelagert. So z. B. werden die Koral- 

lenriffe von schmalen tiefen Meeresarmen getrennt. 

Die kompakten und massigen Dolomite der Riffe sind 

um ein vielfaches verwitterungsresistenter als die mit wei- 

chen, leicht verwitterbarem Schutt von vulkanischen Gestei- 

nen (Pillowbrekzien) verfüllen Meeresarme. Die Flüsse und 

Bäche der vergangenen Jahrmillionen und die Gletscher der 

Eiszeiten haben die leichter verwitterbaren Schichten ent- 

fernt und die kompakteren Partien herausmodelliert. Dem- 

entsprechend ragen die Riffe des Schlern, der Marmolada, 

der Sella heute als Bergspitzen über die Almböden der Seiser 

Alm und die Talbereiche des Fassa- und Gadertales hinaus 

(siehe Abb. 4). 

Nicht zu vernachlässigen ist der schräge bzw. ungleiche 

Zuschnitt der Erosion. So sind im Westen der Dolomiten, z. B. 

am Schlern, nurwenige Reste vonHauptdolomit erhalten. Die 

Mächtigkeit beträgt hier gerade einmal 20 m. Im Bereich der 

Drei Zinnen hat der Hauptdolomit eine Mächtigkeit von etwa 

900 m. Die gegliederte Geometrie des Meeresbeckens und die 

differenzielle Hebung und Verwitterung führen dazu, dass 



heute unterschiedliche Stockwerkeauf nahezu gleicher Höhe 

nebeneinander aufgeschlossen sind. 

Ein weiterer Faktor ist der Schutz der heute aufgeschlos- 

senen Schichtbereiche durch mächtige überlagernde Sedi- 

mentdecken, die erst in der jüngsten Phase der alpidischen 

Gebirgsbildung abgetragen wurden. Ein Beleg dafür ist das 

Parei Konglomerat, welches erst im unteren Miozän, also vor 

etwa 20 Mio. Jahren, in einem Strandbereich abgelagert wur- 

de. Daher ist anzunehmen, dass zu jener Zeit die heute im 

Bereich des Monte Parei aufgeschlossenen Sedimentabfol- 

gen noch unter Wasser waren und erst danach zum Gebirge 

emporgehoben wurden. Die stärkste orogenetische Hebung 

und damit auch die stärkste Erosion erfuhren die Dolomi- 

ten im Zeitraum zwischen 13 und 7 Mio. Jahren (Zattin et al. 

2003; Stefani et al. 2007). 

Das Ostalpin 

Das Ostalpin umfasst jene Teile der adriatischen Platte, 

die während der Kollision mit der europäischen Platte in die 

Tiefe verfrachtet und umgewandelt –metamorph –wurden. 

Die ostalpinen Einheiten bestehen aus unterschiedlichen Um- 

wandlungsgesteinen. Den weitaus größten Anteil daran haben 

Glimmerschiefer und Paragneise, also umgewandelte sandig 

tonige Sedimente. Untergeordnet finden sich Quarzphyllite, 

Amphibolite, Orthogneise und Marmore. Einige Kristallinein- 

heiten tragen noch die Reste nicht oder kaum metamorpher 

Sedimentdecken, die eine ähnliche Entwicklung wie die Dolo- 

miten aufweisen. Genannt seien der Drauzug, die Maulser Tri- 

as,das Brennermesozoikum und die Engadiner Dolomiten. 

„Altkristallin“ werden jene über 500 Mio. Jahre alten Ge- 

steine genannt, die nicht erst durch die alpidische Gebirgs- 

bildung umgewandelt worden sind, sondern bereits einige 

hundert Millionen Jahre vorher, während der kaledonischen 

und vor allem der variskischen Metamorphose (ca. 330–350 

Mio. Jahre). Diese Metamorphose war in manchen Gesteins- 

einheiten so durchgreifend, dass viele Mineralgesellschaften, 

Gefüge und Strukturen bis heute überdauert haben. 

Die alpidische Gebirgsbildung 

Die Gebirgsbildung der Alpen begann vor rund 100 Mio. 

Jahren und dauert bis heute an. Sie ist die Folge der Kolli- 

sion der Kontinente Afrika und Europa. Dadurch wurden 

verschiedenste Gesteinseinheiten, sogenannte Decken, ge- 

geneinander verschoben, ineinander gequetscht, in die Tiefe 

versenkt, herausgehoben oder gar hunderte Kilometer weit 

über andere Gesteine geschoben und übereinander gesta- 

pelt (siehe Abb. 5). 

Die Grenzen zwischen den einzelnen Decken sind häufig 

nicht als scharf abgrenzbare tektonische Störungslinien er- 

kennbar. Solche scharfen Grenzen entstehen nur durch die 

Deformation der Gesteine im spröden (kalten) Zustand nahe 

der Erdoberfläche. Oft erfolgten die Deckenverschiebungen 

in größerer Tiefe, im warmen, plastischen Zustand der Ge- 41 



42 

FA Antruilles-Formation 

MP Puez-Mergel 

AR Ammonitico Rosso 

Cg Graue Kalke 

CD Dachsteinkalk 

DP Hauptdolomit 

R Raibl-Formation 

DD Dürrenstein-Dolomit 

DC Cassianer Dolomit 

SC Cassianer Formation 

lv Wengener Schichten 

(Turbiditische Sandsteine aus 

vulkanischem Erosionsmaterial) 

CM Marmolata-Konglomerat 

i Hyaloklastite 

p Pillow-Laven 

Ce Caotico eterogeneo 

f Gänge 

Abb. 3: Stratigrafische Abfolge der Dolomiten (aus Bosellini 1998). 

DS Schlern-Dolomit 

(und begleitende Fazies: Marmolata- 

Kalk, Latemar-Kalk, Rosetta-Dolomit) 

Z Zoppé-Sandstein 

li Buchstein-Formation 

C Contrin-Formation 

CR Richthofen-Konglomerat 

gb Formationen der Prags-Gruppe 

W Werfen-Formation 

bc Bellerophon-Formation 

(Schwarze Kalke) 

be Bellerophon-Formation 

(Evaporite) 

AVg Grödner Sandstein 

P Porphyr 

Cb Basiskonglomerat 

bm metamorpher Untergrund 

g Granit 


steine, sodass diese während der Deformation umkristal- 

lisierten. Diese sogenannten mylonitischen Scherbahnen 

bilden manchmal bis zu mehrere km breite Zonen, die eine 

scharfe Abgrenzung der Gesteinseinheiten erschweren. 

Die Mineralgesellschaften und Strukturen der meisten 

Kristallineinheiten wurden durch mehrere Gebirgsbildungen 

bzw. Metamorphosen gebildet. Bis dato konnten die kaledo- 

nische (430–470 Mio. Jahre), die variskische (ca. 320–360 Mio. 

Jahre) und die alpidische Metamorphose (100–30 Mio. Jah- 

re) nachgewiesen werden. Jede dieser Metamorphosen kann 

weiter in mehrere Phasen gegliedert werden: So wird z. B. 

die alpidische Gebirgsbildung in die eoalpine (80–100 Mio. 

Jahre), die mesoalpine (50–60 Mio. Jahre) und die neoalpine 

(30–40 Mio.Jahre) Phase unterteilt. Vor ca. 80–90 Mio.Jahren, 

während der eoalpidischen Phase der Gebirgsbildung, er- 

reichte die Aufheizung und Deformation der Gesteine einen 

ersten Höhepunkt, welcher in fast allen Decken festgestellt 

werden kann. Der Mineralbestand und die Gefüge (Schiefe- 

rung, Faltung) der meisten altkristallinen Gesteine lassen 

sich auf die Wirkung der variskischen und der alpidischen 

Gebirgsbildung zurückführen. 

Die umfangreichen Kartierungen und Untersuchungen 

der letzten 10 Jahre im Rahmen des Projekts CARG des geo- 

logischen Dienstes haben gezeigt, dass sich die einzelnen 

Decken oder Kristallineinheiten aufgrund ihrer unterschied- 

lichen Metamorphosegeschichte deutlich unterscheiden. 

Zwar sind diese Unterschiede nur selten im Gelände oder 

direkt am Gestein erkennbar, doch die Datierung der ver- 

schiedenen charakteristischen Mineralgesellschaften und 

Strukturen gibt eindeutige Hinweise auf die Deformations- 

und Metamorphosegeschichte der Gesteine. 

Das Ostalpin westlich des Tauernfensters lässt sich in 

folgende Großeinheiten gliedern: Tonale-, Ortler-Campo-, 

Ötztal-Stubai- und Texel-Ratschings-Kristallin. Der Schnee- 

bergerzug und der Bereich zwischen der Passeierlinie im 

Westen, dem Tauernfenster im Osten und zwischen der Jau- 

fenlinie im Norden und dem Periadriatischen Lineament 

im Süden können als große Schuppen- bzw. mylonitische 

Scherzonen angesehen werden. Das Ostalpin im Süden des 

Tauernfensters wird in das Durrek- und das Defreggen-Ant- 

holz-Kristallin unterteilt. 

Das Tauernfenster 

Im nordöstlichen Teil von Südtirol treten im sogenann- 

ten Tauernfenster penninische Einheiten zutage. Diese wer- 

den der europäischen Platte zugerechnet, die im Bereich der 

Ostalpen während der alpidischen Gebirgsbildung unter die 

adriatische Platte geriet. Durch starke Heraushebung und 

Erosion wurden aber in diesem Bereich die Gesteine der eu- 

ropäischen Platte so weit emporgehoben und freigelegt, dass 

sie heute an der Oberfläche liegen, daher der Begriff „Fenster“ 

(siehe Abb. 6). 

Das Penninikum besteht im wesentlichen aus einem 

alten Grundgebirge („Altes Dach“) mit den darauflagernden 



metamorphen Sedimenten und Vulkangesteinen des penni- 

nischen Ozeans (untere und obere Schieferhülle), in welchen 

die sogenannten Zentralgneise stecken. 

Das „Alte Dach“ wurde durch die kaledonische, variski- 

sche und alpidische Metamorphose geprägt. Es besteht zum 

Großteil aus verschiedenen Paragneisen, Glimmerschiefern 

(ehemaligen Sedimenten) und Amphiboliten (ursprünglich 

Basalte). Neben diesen finden sich Schollenhorizonte mit 

Serpentiniten und Talkschiefern (metamorphe Gesteine des 

oberen Mantels). 

Die Zentralgneise sind aus granitischen bis dioritischen 

Gesteinsschmelzen (Magmen) entstanden, die vor ca. 300 

Mio.Jahren in das Grundgebirge eingedrungen sind und dort 

erstarrten. Am Kontakt zum umgebenden Gestein findet 

man Partien mit Schollen von nicht aufgeschmolzenen Ge- 

steinsrelikten aus dem Alten Dach. 

Die untere Schieferhülle besteht aus metamorphen Se- 

dimentdecken, welche direkt auf den Zentralgneisen oder 

dem Alten Dach liegen. Sie werden in die folgenden Decken- 

einheiten gegliedert: die Hochstegenzone mit Sedimenten 

vom Oberkarbon-Perm bis zum Oberjura; die Wolfendorn- 

decke mit einer ähnlichen Abfolge, allerdings bis in die Un- 

terkreide reichend; die Seidlwinkl-Modereckdecke mit per- 

motriassischen Gesteinen. Die Ablagerungsräume dieser 

Einheiten waren ursprünglich nebeneinander angeordnet 

und sind durch die alpine Tektonik in enge Falten gelegt und 

übereinander geschoben worden. Die geologische Geschich- 

te dieser Serien begann mit dem Ende der variskischen Ge- 

birgsbildung im Perm, an manchen Stellen vielleicht schon 

im Karbon. Die generelle Abfolge ist gekennzeichnet durch 

Metakonglomerate, Quarzite und Serizitschiefer des Ober- 

karbon-Perms. Darüber folgen Kalk- und Dolomitmarmore 

mit Einschaltungen von Rauhwacken und Quarziten, wel- 

che in die Trias eingestuft werden. Ab dem Jura öffnete sich 

allmählich der penninische Ozean; dies führte zu einer Fa- 

ziesdifferenzierung von Flachwassersedimenten zu tiefen 

Beckenablagerungen (Bündner Schiefer). 

Die obere Schieferhülle (Glocknerdecke) besteht im We- 

sentlichen aus den sogenannten Bündner Schiefern (Kalk- 

glimmerschiefer,Kalkphyllite,kalkfreie Phyllite) und einigen 

Grüngesteinszügen (Amphibolite, Prasinite). Untergeordnet 

finden sich geringmächtige Quarzite,Brekzienhorizonte und 

Schwarzschiefer. Hierbei handelt es sich um Ablagerungen 

jurassischen bis kretazischen Alters am Tiefseeboden des 

penninischen Ozeans, sowie um Material, welches durch 

turbiditische Trübeströme vom Kontinentalabhang in tief- 

marine Bereiche verfrachtet wurde. 

Die Matreier Zone (Schuppenzone) stellt den obersten Ab- 

schnitt der Glocknerdecke dar.Sie besteht aus Bündner Schie- 

fern mit Einschaltungen von Quarziten, Kalk- und Dolomit- 

marmoren und Rauhwacken, welche mit Serpentiniten und 

deren Begleitgesteinen vergesellschaftet sind. Diese tektoni- 

sche Schuppenzone aus sedimentären und magmatischen Ge- 

steinen des Ozeanbodens und des oberen Mantels bildete sich 

infolge der Schließung des penninischen Ozeans in der Kreide. 

Während der alpidischen Gebirgsbildung, insbesonde- 

re während der Tauernmetamorphose vor ca. 30–40 Mio. 43 



44 

Abb. 4: Der Schlern ist eine der am besten erhaltenen fossilen Riffstrukturen der Welt. 

FOtO: Tappeiner. 

Abb. 5: Die komplexen Strukturen im Marmorblock vom Göflaner See lassen erahnen, wie die Gesteinsdecken während der Gebirgsbildung gefaltet 

und übereinander geschoben wurden. 


Jahren, wurden sowohl Hüllgesteine wie Gneiskerne durch 

Druckund Temperatur in große Falten gelegt, geschiefert und 

schließlich durch Hebung und Abtragung des Alpengebirges 

in ihreheutige Position gebracht. Durch Zerrung bei der Exhu- 

mation der Gesteine entstanden Risse,indenen aus Lösungen 

die typischen Minerale der „Alpinen Klüfte“ auskristallisier- 

ten. Die Kluftmineralbildung in den heute an der Oberfläche 

aufgeschlossenen Gesteinspartien dürfte vorca. 20 bis 25 Mio. 

Jahren begonnen haben und endete vor ca. 5Mio. Jahren, als 

die Lösungen unter 100° Cabgekühlt waren. 

Die postkollisionalen Intrusionen 

Verschiedene größere und kleinere Tiefengesteinskörper, 

wie der Rieserferner-, der Rensen- oder der Grünseepluton, 

säumen die Periadriatische Naht. Es handelt sich dabei um 

dioritische bis tonalitische Gesteinsschmelzen, die erst nach 

der Kollision der afrikanischen und der europäischen Platte 

und am Beginn der starken Alpenhebung vor etwa 32 Mio. 

Jahren in die Gesteine des Ostalpins eindrangen und dort er- 

starrten (siehe Abb. 7). 

Diese Gesteine sind ganz besondere Marker: Zum einen 

sind viele dieser Schmelzen während einer aktiven Bewe- 

gungsphase direkt in die Periadriatische Naht eingedrungen. 

Damit belegen sie, dass die Geometrie der periadriatischen 

Naht vor ca. 32 Mio. Jahren entstanden ist. Zum anderen 

wurde die Intrusionstiefe der Schmelzen mit 3 bis 9 km be- 

stimmt. Da alle diese Intrusionskörper heute an der Oberflä- 

che liegen, kann daraus geschlossen werden, dass in 32 Mio. 

Jahren etwa 3 bis 9 km Gestein abgetragen wurden! 

Verwitterung und Abtragung 

modellieren die Landschaft 

Bereits während der Stapelung und Hebung der Gestei- 

ne bei der Gebirgsbildung beginnt ihre Abtragung (Exhuma- 

tion). Hebung und Abtragung der Alpen halten sich heute 

in etwa die Waage. Der Bereich des Tauernfensters z. B. ist 

jener Teil der Ostalpen, der sich mit etwa 1mm/Jahr am 

schnellsten hebt, doch wird dieser Zuwachs wieder durch 

Verwitterung und Erosion nahezu ausgeglichen. Der Abtra- 

gungsschutt findet sich heute in der nördlichen Molasse 

und in den Sedimenten der Poebene und verfüllt auch die 

inneralpinen Täler. 

Geophysikalische Untersuchungen im Etsch- und Ei- 

sacktal und die Tiefbohrung in Sinich bei Meran zeigen eine 

erstaunliche Übertiefung der Täler. In Sinich liegt die Fels- 

oberkante 675 m unter dem heutigen Talboden (siehe Abb. 8). 

Ähnliche Daten gibt es aus den Tälern, in denen die gro- 

ßen norditalienischen Seen liegen. Diese tiefe Erosion der 

südalpinen Täler wird heute allgemein mit der „messini- 

schen Krise“ des Mittelmeeres in Verbindung gebracht. Im 

Messinium (vor ca. 5 Mio.Jahren, oberste Stufe des Miozäns) 



war das Mittelmeer vom Atlantik durch eine Schwelle ab- 

getrennt und bildete ein Binnenmeer. Starke Verdunstung 

führte nicht nur zu einer Übersalzung des Meeres, sondern 

vor allem zu einer dramatischen Absenkung des Meeresspie- 

gels. Durch das Tieferlegen der Erosionsbasis schnitten sich 

die Flüsse in den Untergrund ein und bildeten tiefe Canyons, 

die heute mit pliozänen und vor allem quartären Sedimen- 

ten verfüllt sind. 

Es bedarf einiger Phantasie,sich das Eisacktal zwischen 

Bozen und Klausen als enge Schlucht vorzustellen, deren 

Grund etwa 400 munter dem heutigen Niveau liegt. Be- 

merkenswert ist zudem der Umstand, dass im Etschtal zwi- 

schen Trient und Meran unter den etwa 230 mmächtigen 

Schottern der Etsch über 400 m mächtige Seesedimente 

abgelagert worden sind. Man muss daher annehmen, dass 

das Etschtal vor der letzten Eiszeit und/oder in einem Inter- 

glazial über lange Zeit von einem See geprägt war. 

Der letzte Schliff 

In den vergangenen 2Mio. Jahren war Europa mindes- 

tens viermal großflächig von einem bis zu 2 km dicken 

Eispanzer bedeckt. Der letzte Gletscherhochstand (Würm- 

eiszeit) war vor etwa 25.000 Jahren. Vor etwa 15.000 Jah- 

ren zog sich das Eis stark zurück, doch dauerte es weitere 

7000 Jahre, ehe es aus den großen Alpentälern verschwand. 

Nach der letzten Eiszeit gab es immer wieder größere Kli- 

maschwankungen mit Gletschervorstößen in kälteren Jahr- 

zehnten und Rückzugsphasen in wärmeren Perioden. Der 

letzte Gletschervorstoß während der „kleinen Eiszeit“ in 

den Jahren 1550 bis 1890 ist überall in den Alpen an den 

großen, gut erhaltenen und noch unbewachsenen Moränen 

erkennbar. Seitdem ziehen sich die Alpengletscher stetig 

zurück (siehe Abb. 9). 

Mit dem Abschmelzen der Gletscher wird die Erosions- 

und Ablagerungstätigkeit des Eises offenkundig: Es hat die 

niedrigeren Gipfel und Rücken rund poliert und breite Täler 

aus dem harten Fels gefräst. Dabei wurden enorme Schutt- 

mengen abtransportiert und dort abgelagert, wo die Gletscher 

abschmolzen; sichelförmige Randmoränen im Talgrund und 

lange Moränenwälle an den Talflanken zeugen davon. 

Erst nachdem Abschmelzen der Gletscher können andere 

Verwitterungsprozesse wirksam werden. Die Frostsprengung 

spielt bei der Verwitterung im Hochgebirge die bedeutendste 

Rolle. Gefriert Wasser zu Eis, sonimmt sein Volumen zu. Ist 

Wasser in dünne Spalten und Risse eines Gesteins eingedrun- 

gen, so entwickelt es beim Gefrieren einen enormen Druck. 

Hausgroße Blöcke zerbersten, und Steine werden in millime- 

terdünne Schichten zerlegt. Vonder Wirksamkeit dieses Pro- 

zesses zeugen die ausgedehnten Blockfelder und Sturzschutt- 

halden am Fuße der Felswände und Grate im Gebirge. 

In Höhen über 2500 mü.NNliegt die Jahresmitteltem- 

peratur aber nachwie vorsotief,dass eindringendes Wasser 

im Untergrund gefriert. Dort wo der Untergrund –Felsklüf- 

te genauso wie Böden oder mit Eis verkittete Blockfelder 

– ganzjährig gefroren bleibt, spricht man von Permafrost. 

Perennierende (ganzjährig bleibende) Schneeflecken und 45 



46 

Abb. 6: Das Blockbild zeigt das intensiv verfaltete Tauernfenster. Der Anschnitt und die Oberfläche entsprechen dem heute aufgeschlossenen Teil 

des Fensters, während der abgehobene Teil die Struktur der bereits erodierten Anteile wiedergibt. 

Abb. 7: Das Foto zeigt eine angeschnittene kreisrunde Intrusion (grau) im weißen Dolomit der Cima Pale Rosse (Ortlergebiet). 


Abb. 8: Profilschnitt durch das Etschtal bei Sinich südlich von Meran. Der Schnitt zeigt die aus der 

Bohrung und einem seismischen Profil gewonnenen Daten. 

Abb. 9: Im Orthofoto ist der Rückgang des Madatschgletschers im Trafoital seit der kleinen Eiszeit (1870) klar erkennbar. 47 


48 

Blockgletscher, das sind zungenförmige Blockschutthalden, 

die langsam talwärts kriechen, sind untrügliche Zeichen 

dafür. 

Der Mensch formt seine Umgebung 

Auch der Mensch betätigt sich seit Jahrhunderten als 

Landschaftsgestalter, indem er versucht, die Natur an seine 

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Anforderungen anzupassen: So hat er in mühsamer Arbeit 

aus einer Naturlandschaft eine Kulturlandschaft geformt. 

Diese Eingriffe veränderten und prägen das Landschafts- 

bild nachhaltig. Auch so manches Wahrzeichen der Geologie 

Südtirols verdankt ihr heutiges Bild der Tätigkeit des Men- 

schen: Die Erdpyramiden am Ritten entstanden durch be- 

schleunigte Erosion nach einem Wegebau am oberen Rand 

des kleinen Finsterbachtales bei Lengstein. 

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1.1 

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Geologie und Geomorphologie Südtirols 1.1

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